Учебник по тропической метеорологии Г. Г. Тараканов

чего здесь над континентами не формируются по настоящему холодные (с отрицательными температурами) массы воздуха.

Данных о распределении температуры с высотой в различных районах тропической зоны еще очень мало. Экспедиции в тропическую зону Атлантики, проведенные в 1972 и 1974 гг., осуществляли наблюдения за распределением температуры с высотой

Р и с .	2.4. В е р т и к а л ь н ы е				п р о ф и л и	темпера -
	т у р ы	в о з д у х а		в	тропиках .
1 — в	п а с с а т н о й	зоне	(по	д а н н ы м Т Р О П Э К С - 7 2 ) ,
2 — в	B 3 K (по	д а н н ы м Т Р О П Э К С - 7 2 ) ,				3 — в Хар -
		т у м е	(по	Р и л ю ) , ,

в основном над океанами. В соответствии с имеющейся сейчас информацией можно выделить три основных типа распределения температуры с высотой: распределение в пассатной зоне, во внутритропической зоне конвергенции и над континентами (рис. 2.4).

В пассатной зоне структура поля температуры в свободной

атмосфере наиболее сложная (кривая / ) . В нижнем слое до высоты около 1 км нередко наблюдаются градиенты температуры, близкие к сухоадиабатическому. Далее прослеживаются один или несколько задерживающих слоев с малыми или отрицательными градиентами температуры (инверсиями). Как правило,.

otcf

слои инверсии перемежаются тонкими слоями падения температуры с высотой. Верхняя граница задерживающего слоя (слоев) достигает высоты около 3 км.. Задерживающий слой в этой зоне получил название пассатной инверсии. Нижний слой атмосферы пассатной зоны (0—3 км) называется влажным, так как в нем под слоем инверсии скапливается значительное количество водяного пара.

Выше пассатной инверсии, в слое 3—6 км, градиенты температуры снова становятся большими. По данным отдельных зондирований, произведенных в ТРОПЭКС-72, они составляли более 0,8°С/100 м. Выше 6 км наблюдается еще одна инверсия (вторичная пассатная инверсия), которая, однако, значительно слабее нижней (часто это просто изотермия). Толщина слоя вторичной инверсии не превышает нескольких сотен метров. Под этим слоем, который можно назвать вторичным задерживающим слоем, также скапливается влага и пыль, выносимые воздушными потоками с Африканского континента. По данным АТЭП, нменно здесь наблюдается верхняя граница аэрозольного слоя. Верхняя граница вторичной инверсии располагается на уровне •около 7 км. Слой атмосферы от верхней границы нижней пассатлой инверсии до верхней границы вторичной инверсии называют средним слоем атмосферы пассатной зоны. Влажность в этом слое меньше, чем в нижнем, но все же в нем под инверсией она достигает.60%.

Над вторичной инверсией до самой тропопаузы, высота которой здесь колеблется от 15 до 17 км, температура неизменно падает с высотой, причем до 12 км вертикальные градиенты температуры сохраняются большими (0,7—0,8°С/100 м), а затем' резко уменьшаются. Однако некоторые исследователи указывают на то, что в тонком слое у самой тропопаузы градиенты температуры вновь возрастают и достигают значений, близких к сухоадиабатическому.

Во внутритропической		зоне	конвергенции	иной характер изме-
нения температуры с высотой			(кривая 2).	По данным отдельных
зондирований	в этой	зоне иногда выявляются задерживающие
слои, однако	здесь они очень слабые, а в большинстве случаев

отсутствуют совсем. В нижнем слое (до высоты 600—700 м) наблюдаются градиенты, превышающие влажноадиабатические; выше градиенты становятся меньше и температура монотонно убывает с высотой. Следует отметить, что в верхней половине тропосферы градиенты несколько больше, чем в нижней.- В среднем вертикальный градиент температуры составляет примерно 0,6°С/100 м.

Над континентами в свободной атмосфере отмечается отсут-

ствие инверсий и довольно значительные градиенты температуры (кривая 3). В нижнем двухкилометровом слое градиенты температуры составляют 0,7—0,8°С/100 м, затем они несколько уменьшаются, а выше 3 км снова возрастают до 0,8 °С/100 м.

otcf

В отличие от пассатной зоны здесь относительная влажность растет с высотой.

Температура в свободной атмосфере от сезона к сезону меняется незначительно, причем амплитуда годового хода убывает с высотой (табл. 2.1).

Т а б л и ц а 2.1

Средняя сезонная дневная температура		воздуха	(°С) по данным
	зондирования в Хартуме (по Солоту)
	Поверхность		Высота,	км
Сезон
	земли	2	3	5
Н о я б р ь — а п р е л ь	31	19	12	— 7
М а й — и ю н ь	33	2 3	14	— 6
И ю л ь — а в г у с т	33	20	12	— 6
С е н т я б р ь — о к т я б р ь	36	21	12	- 7

Суточный ход температуры воздуха у подстилающей поверх-

ности прежде всего определяется местоположением станции. Над океанами он практически отсутствует. Амплитуда суточного хода температуры здесь составляет несколько десятых градуса. Над сушей суточный ход температуры зависит от континентальное™, высоты над уровнем моря и облачности.

1. Континентальностъ. На береговых станциях наблюдаются

небольшие амплитуды суточного хода температуры. По мере удаления в глубь континента амплитуды быстро1 растут. Чем дальше от океана, тем больше амплитуда. Исключение составляют берега больших озер и большие массивы заболоченных земель. Здесь амплитуды суточного хода температуры существенно меньше.

2. Высота над уровнем моря. Влияние этого фактора зависит

от конкретных физико-географических условий рассматриваемого района. В обширных горных странах амплитуда суточного хода в целом возрастает с увеличением высоты, так как приходящая и уходящая радиация становится более интенсивной на более высоких уровнях. Этот.эффект особенно значителен в горных районах с сухим климатом, где радиация не ослабляется облачностью. В долинах горных стран определенную роль Играют стоковые ветры. Они уменьшают температуру ночью и тем самым увеличивают амплитуду суточного хода температуры. На изолированных горах влияние высоты на амплитуду суточного хода совсем иное. Поскольку в этом случае обмен со свободной атмосферой увеличен, а влияние поверхности уменьшено, амплитуда суточного хода уменьшается с высотой. Этот эффект иногда усиливается облаками, образующимися под влиянием орографии.

3. Облачность. Плотные облака значительно уменьшают как

приходящую, так и уходящую радиацию, уменьшая тем самым otcf

амплитуду суточного хода температуры. В тропиках наибольшая повторяемость плотных облаков наблюдается у экватора. Именно здесь отмечается наименьший суточный ход температуры. По мере приближения к так называемым сухим тропикам (широты 15—25°) суточный ход температуры возрастает и достигает максимума над обширными пустынями.

Суточный ход температуры в низких и средних широтах существенно различается. В отличие от средних широт суточный ход температуры в низких широтах почти не меняется ото дня ко дню. Этому здесь способствуют мало меняющаяся в течение года продолжительность дня и ночи, а также гораздо реже возникающие непериодические изменения погоды.

2.2.Д А В Л Е Н И Е

Для тропической зоны характерным является постепенное понижение давления от субтропиков к экватору. Субтропические области высокого давления опоясывают земной шар и в северном и в южном полушариях. Зимой они смещаются к более низким широтам, а летом — к более высоким. В северном полушарии сезонное смещение поясов высокого давления выражено более четко, чем в южном. Кроме того, в южном полушарии пояс высокого давления находится ближе к экватору, чем в северном.

Между поясами высокого давления в приэкваториальной зоне располагается область пониженного давления, которая получила название экваториальной депрессии, или экваториальной ложбины.

На средних годовых картах давления ось экваториальной депрессии проходит примерно по 5° с. ш., т. е. совпадает с зоной максимальных средних температур (см. п. 2.1). Ось экваториальной ложбины в течение года смещается. Самое южное по-

ложение	этой оси	наблюдается в	январе,	а самое	север-
ное — в июле.
Изменение давления по широтам от зимы				к лету представ-
лено на	рис. 2.5. Из	рисунка следует,	что в	тропической	зоне

.зимнего полушария давление выше, чем в тропической зоне летнего полушария.

Анализируя средние карты давления (рис. 2.6), можно убедиться в том, что по мере приближения к экватору градиенты давления ослабевают и в приэкваториальной зоне достигают минимальных значений. Они измеряются здесь десятыми долями миллибар на 100 км, а в ряде случаев близки к нулю. Это обстоятельство предъявляет исключительно высокие требования к точности измерения давления в приэкваториальных областях.

Так же как и в умеренных широтах, в тропиках давление имеет временной ход. Наблюдаются как периодические, так и непериодические изменения давления. Последние в большинстве

otcf

случаев выражены слабо, однако они заметно проявляются в периоды наибольшей активности тропических циклонов.

Периодический ход давления выражен в тропиках значительно ярче, чем в умеренных широтах. Однако амплитуда его неодинакова в разных районах и изменяется во времени. Можно

выделить полусуточную,							суточную	и пятисуточную	волны	давле-
ния.	Однако они не имеют пока еще
строгого			физического				объяснения.
У	поверхности				земли		наибольшей
амплитудой				обладает			полусуточная
волна.		Ее		средняя		амплитуда		со-
ставляет			1—1,5		мбар.		С высотой
эта амплитуда уменьшается и на
верхней		границе тропосферы, т.						е.
у	тропопаузы,					не	превышает
0,5	мбар.			Максимумы полусуточ-
ной волны давления, как правило,
наблюдаются около 10 и 22 ч, ми-
нимумы—около 4 и 16 ч местного
времени. Суточная						же	волна давле-			1018ромбар
ния у поверхности земли имеет
очень маленькую амплитуду, около
0,2	мбар,			но	ода	увеличивается
с высотой и на уровне 5 км состав-
ляет уже			в среднем 1 мбар.

По данным АТЭП, в тропической

зоне прослеживаются еще		трехсу-
точные и	четырехсуточные	волны
давления,	причем наиболее	четко
выражена	четырехсуточная	волна.

Фронт волны имеет ось симметрии, направленную под углом около 30° к параллели. Средняя длина волны 7000 км. Амплитуда ее убывает с приближением к экватору. Если между 15 и 10° широты амплитуда составляет 0,8 мбар, то у экватора она уменьшается до 0,3 мбар.

Р и с .	2.5.	Ш и р о т н ы е	изменения
среднего		д а в л е н и я	на	у р о в н е
м о р я	(по	Р и л ю ) в	я н в а р е		( / ) ,
июле	(2)	и среднее	з а	год	по-

л о ж е н и е э к в а т о р и а л ь н о й л о ж - бины (3) .

У поверхности земли наибольшее значение имеет полусуточная волна давления. Она часто искажает значение барической тенденции как показателя развития синоптического процесса. Обычно по тенденциям судят о перемещении синоптических

объектов,	об их эволюции, об изменении синоптической ситуации
в целом	и возможном изменении (сохранении) условий погоды

в данном районе. Наложение полусуточной волны давления на ход изменения давления, вызванный синоптическими факторами, может привести к ошибкам в прогнозах развития синоптических процессов. В связи с этим возникает необходимость производить

otcf

gч

к

В

ОСП

О.

га

«

о

к

и

et <и Р. U

CD

<N

aЯ

корректировку данных о барических тенденциях. Корректировка возможна, если известна амплитуда полусуточной волны давления А.

Обозначим наблюденную тенденцию Арн , а истинную Арж.

Если уточняется тенденция за период времени, совпадающий с восходящей или нисходящей ветвью полусуточной волны давления, для получения истинной тенденции производят расчет поформуле

Знак «минус» используется для восходящей вегви, знак «плюс» — для нисходящей.

Если расчет требуется произвести при условии, что в течение одного часа имеет место один знак изменения давления в полу-

суточной	волне и в течение двух часов другой знак, тогда								поль-
зуются формулой
				bp* + -4".
Пример	1. Пусть Дрн		с 6 до 9 ч (т. е. в период роста давления
в полусуточной волне)			равно	2	мбар/3		ч,	а Л = 1,2 мбар. Тогда
		Д/7И =2 — —		1	,	4	мбар/3 ч.
Пример	2. Пусть исходные			данные те				же, что в примере 1,.
но Арн получена за период с				14 до		17 ч местного времени,			т. е.
в течение	двух	часов полусуточная				волна		способствовала	паде-
нию давления		и в течение последующего						часа — росту. Тогда
		Д р и = = 2 + - ^ - = 2 , 2					мбар/3 ч.

Поскольку из-за временной изменчивости амплитуды полусуточной волны давления подобные расчеты носят приближенныйхарактер, при составлении прогнозов в тропической зоне вместо-

барических	тенденций часто	используют		значения 24-часовых
изменений	давления.
Существует мнение, что		в	тропиках волны		давления	оказы-
вают определенное влияние		на	характер	погоды,	в частности на

облачность и осадки. В 1968 г. Брайер и Симпсон опубликовали результаты исследований связи полусуточной волны давления с изменениями облачности и осадков по данным ст. Джакарта и

о. Уэйк (19° с. щ„	166° в. д.).
В Джакарте	в отдельные	годы амплитуда полусуточной
волны давления А изменялась		от месяца к месяцу на	15—20%,.
а в отдельные дни — даже на		100 %. Примерно то же	самое мо-

жно сказать об А на о. Уэйк. Фаза волны при этом оставалась,

постоянной на каждой станции в течение года и не изменялась от года к году.

2т

В опубликованных до исследования Брайера и Симпсона работах связь полусуточной волны давления с облачностью представляется в следующем виде: в период роста давления с 4 до 10 ч (с 16 до 22 ч) местного времени количество облаков увеличивается, а в периоды падения давления уменьшается (рис: 2.7). Брайер и Симпсон приняли это утверждение как гипотезу. Если гипотеза верна, то по их предположению следует ожидать еще большего увеличения облачности в те дни, когда рост давления усиливается (например, при совпадении с восходящими ветвями других волн давления), и еще большего уменьшения облачности в те дни, когда рост давления ослабляется (например, рост давления в полусуточной волне совпадает с падением давления

О

2

4

6

8

Ю

12 14

№

18

20

22

24ч

м&р

О

-1,0

7

12

13 ч

др

др

'

др

др'

„

н

л

н

г

°

в-

.

тах&Ь

о

max

Л

v .

Рис.

2.7.

П о л у с у т о ч н а я

волна

д а в л е н и я

и

изме-

нение

погоды

в

Д ж а к а р т е

(по

Симпсону

и

Бр а й е р у ) .

вдругих волнах). Видимо, справедливо и обратное — в период усиливающегося падения давления следует ожидать более

существенного уменьшения облачности.

Обратимся теперь непосредственно к данным наблюдений. Джакарта, расположенная на северо-западе о. Ява, зимой южного полушария (сухой сезон) находится под воздействием юговосточного пассата, а летом (дождливый сезон) подвергается воздействию экваториальной ложбины, ось которой проходит

примерно через			о. Ява.	Среднее годовое		количество		осадков
в Джакарте 1840 мм.
	Приземное давление меняется в Джакарте так: с						4	до	9 и
с	16 до	22 ч местного времени наблюдается				его рост, с 22 до 4 и
с	9 до	16 ч — падение. Средняя годовая			амплитуда		полусуточ-
ной волны давления в Джакарте составляет						1,38 мбар,		но в от-
дельные дни она может достигать 6 мбар.
	Остров Уэйк		(площадь	около 35 км2)	в	течение	всего		года

находится под воздействием северо-восточного пассата. Здесь среднее годовое количество осадков составляет 940 мм. Призем-

otcf

ное давление с 5 до 10 и с 16 до 22 ч растет, а с 10 до	16 и с 22 до
5 ч падает; средняя годовая амплитуда его составляет		0,93 мбар.
В суточном ходе количества облаков и осадков	в	Джакарте

отмечаются три	максимума — два основных		(перед восходом	и
в момент захода	солнца) и один вторичный		(после полудня);	на
о. Уэйк — только	два основных	максимума,	приходящихся при-
мерно на то же время, что и в		Джакарте	(перед восходом	и

вмомент захода солнца).

Входе количества осадков на о. Уэйк, как правило, наблюдаются два максимума — основной в период 3—6 ч местного времени и вторичный перед восходом солнца (наблюдается сравнительно редко).

Синхронное сравнение изменения давления с изменением облачности, а также с изменением интенсивности осадков не выявило четкой связи. Не обнаружена связь и при сравнении изменения давления с последующим изменением количества облаков и осадков. Поэтому такое непрерывное сопоставление хода давления с ходом количества облаков и осадков было заменено сравнением хоДа количества облаков и осадков в дни с экстремально

большой	амплитудой с	ходом	количества облаков		и	осадков
в дни с	экстремально	малой	амплитудой	полусуточной		волны
давления. При этом рассматривались те				изменения	облаков и

осадков, которые происходили не вообще в данный день, а в период роста (т. е. в течение 5—6 часов) или падения давления.

Сравнение данных наблюдений по ст. Джакарта показало, что в целом в дни с большим ростом давления отмечается большее увеличение количества облаков между 4 и 9 ч, чем в днй с малым ростом давления. В дни с большим ростом давления увеличивается вероятность выпадения дождя и возрастает количество выпадающих осадков.

Согласно принятой гипотезе (см. рис. 2.7), в период падения давления в полусуточной волне развитие облачности должно подавляться. Однако такой большой массив суши, как о. Ява, способствует развитию облаков, несмотря ни на какие подавляющие эффекты. Приток влажного воздуха в бризовом потоке и сильно нагретая поверхность этого острова обусловливают развитие конвекции и образование облаков. Поскольку облака уменьшают инсоляцию поверхности, были рассмотрены случаи с разным количеством первоначально имевшихся' облаков. Эффект подавления развития облаков отчетливо проявлялся при больших изменениях давления и при малом количестве первоначально наблюдавшихся облаков. При сплошной облачности этот эффект менее заметен.

Если в 9 ч при облачности 1—3 балла отмечалось значительное падение давления, то облачность более Не развивалась,

а если отмечалось небольшое падение давления (малая амплитуда полусуточной волны), то облачность увеличивалась. Подавляющее влияние падения давления проявлялось и в дни, когда

otcf

в 9 ч наблюдалась сплошная облачность. В эти пасмурные дни поверхность нагревается значительно меньше и, следовательно, бриз не развивается, т. е. условия для развития облаков отсутствуют. Тогда полусуточное колебание в чистом виде накладывается на основное возмущение (в результате которого образовалась сплошная облачность). Наблюдения в Джакарте показали, что эффект, полусуточной волны проявляется сильнее в дни с большим падением давления. Так, в дни с небольшим падением давления первоначально сплошная облачность уменьшалась до 7 баллов, а в дни с большим падением давления — до 5 баллов.

На о. Уэйк увеличение облачности при росте давления происходит так же, как и в Джакарте, только выражено это несколько слабее. Периоды падения давления на о. Уэйк не изучались.

В результате проделанного исследования Брайер и Симпсов констатировали, что количество облаков увеличивается с ростом давления в полусуточной волне и уменьшается при падении цавления. Полученный вывод относится к двум станциям, находящимся в различных физико-географических условиях. Это позволяет распространить его и на другие станции тропической зоны.

Из	сказанного		следует,	что связь	между	ростом		давления м
увеличением		облачности		существует,	однако		количественные
оценки	этой связи		еще не	получены. Для Джакарты				и о. Уэйк
установлено, что при росте давления на 2—3 мбар								количество
облаков и осадков увеличивается на 15—20%. Максимум									обла-
ков и осадков		наблюдается перед восходом				солнца		и в	момент

его захода. Физические причины такой связи пока еще не установлены.

	2.3. ВЕТЕР
В поле ветра в	тропиках	выделяются	три основные	зоны:
1) зона пассатов	северного	полушария; 2)	зона пассатов	юж-

ного полушария и 3) зона ветров экваториальной ложбины. Последнюю иногда называют зоной перехода от пассатов северного полушария к пассатам южного полушария. Зимой северного полушария она обычно мигрирует в пределах от 0 до 5° с. ш., а летом может подниматься до 15° с. ш. Кроме того, в некоторых районах тропической зоны прослеживаются муссонные потоки. Это прежде всего известный азиатский муссон. В зоне его действия летом северного полушария преобладают юго-западные потоки, а зимой северо-восточные. Хорошо прослеживаются и африканские муссоны. Так, в западной Африке летом северного полушария южные ветры с западной составляющей проникают далеко на континент, обусловливая выпадение осадков над значительной территорией. Зимой эти ветры захватывают лишь'по-

otcf